Изотопно-кислородный и дейтериевый состав сингенетических повторно-жильных льдов разрезов Мамонтова Гора и Сырдах и реконструкция позднеплейстоценовых зимних температур Центральной Якутии

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, гранты № 17-05-00794 (радиоуглеродные исследования) и №17-05-00793 (изотопные измерения и расчеты), грант РФФИ №16-35-00403 (полевые работы), грант № 16-05-00977 (частично обобщения и сопоставления) и бюджетного финансирования Московского университета имени М.В. Ломоносова с использованием масс-спектрометрического оборудования, приобретенного на средства Программы развития МГУ.

Введение

Основная задача данной работы – исследование изотопно-кислородного и дейтериевого состава позднеплейстоценовых и голоценовых сингенетических повторно-жильных льдов разрезов Мамонтова Гора и Сырдах (рис. 1) с использованием масс-спектрометрических исследований стабильных изотопов водорода и кислорода, радиоуглеродного датирования с использованием традиционных сцинтилляционных детекторов и ускорительной масс-спектрометрии и хронологическая привязка жил и вменщающих их отложений, реконструкция зимних температур ключевых периодов формирования жил.

Рис. 1. Местоположение исследованных разрезов позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов (1) Мамонтовой Горы (М.Г.) и оз. Сырдах (Сы.) и южная граница зоны сплошного с поверхности распространения многолетнемерзлых пород (2)

Местоположение и строение разреза

Разрез озерной вкладки Мамонтовой Горы на левобережье Алдана (64° с.ш., 134° в.д., рис. 2) вызвал существенные затруднения при датировании. Полигонально-жильный комплекс Мамонтова Гора (рис. 3) расположен на высокой террасе р.Алдан, в 300 км выше устья, в пределах Центрально-Якутской низменности.

Рис. 2. Разрез высокой террасы Мамонтовой Горы, в верхней части которой располагаются озерно-болотные линзы с позднеплейстоценовыми повторно-жильными льдами. Фото А.Журно

Рельеф территории осложнен термокарстовыми котловинами – аласами. Аласы – своеобразные природные ландшафты Центральной Якутии – представляют собой плоские, едва заметные замкнутые округлые или вытянутые депрессии, образовавшиеся в результате вытаивания многолетнемерзлых пород с образованием озер. Радиационный баланс озера почти в полтора раза больше радиационного баланса окружающей территории, а испарение с него в три-шесть раз выше, что ведет к повышению концентрации солей и к утяжелению изотопного состава озерной воды. Засушливый климат Центральной Якутии способствует интенсивному испарению с водной поверхности. Высокая температура лета в сочетании с малым количеством осадков и продолжительной инсоляцией обусловливает развитие ландшафтов с хорошо развитыми лугово-степными долинными и аласными, в том числе, и засоленными почвами ^[1].

Одним из наиболее любопытных разрезов Центральной Якутии является Мамонтова Гора. Установлено, что в верхних частях высоких уровней (80-, и 50-60-метровых террас) вскрываются позднеплейстоценовые синкриогенные толщи, вложенные в виде озерно-болотных вкладок в более древние породы. Но возраст их оставался проблематичным ^{[2, 3]} вплоть до получения прямых AMS ¹⁴C датировок по микровключениям в жилах ^[4]. Да и сейчас нельзя в полной мере быть уверенным, что эта задача решена.

Ледяные жилы в верхней части 50-60-метровой террасы залегают в озерно-болотных вкладках, венчающих ее разрез (рис. 3).

Практически все авторы сходятся в том, что в верхних частях высоких террас Мамонтовой Горы залегают сильнольдистые синкриогенные позднеплейстоценовые породы с мощными повторно-жильными льдами и существенно расходятся в интерпретации генезиса и возраста лёссовидных толщ.

Ю.К.Васильчуком в 1985 г. детально осмотрено все обнажение Мамонтовой Горы и прилегающих к нему низких террас и пойм Алдана. Наиболее представительные в палеогеокриологическом аспекте материалы получены ^[3] при изучении жильных комплексов поймы и верхней части 50-60-метровой террасы (рис. 4), на них мы остановимся детально.

Рис. 3. Озерно-болотная линза с позднеплейстоценовыми повторно-жильными льдами в верхней части разреза высокой террасы Мамонтовой Горы. Фотографии: А.Журно: а – фронтальный срез жилы и б – нефронтальный косой срез жилы; А.В.Брушкова: в – верхняя часть цирка с нефронтальным косым срезом жилы и г – зона бокового контакта ледяной жилы, вмещающими суглинками с толстошлировой криотекстурой

Рис. 4. Озерно-болотная линза с позднеплейстоценовыми повторно-жильными льдами в верхней части разреза высокой террасы Мамонтовой Горы: а – положение озерно-болотной линзы в верхней части разреза террасы, б – полностью вскрытая ледяная жила, из которой производилось опробование, в – текстура и структура льда жилы, г – косо-сетчатая ромбовидная среднешлировая криогенная текстура вмещающих жилы суглинков. Фото Ю.К.Васильчука

Ледяные жилы в верхней части 50-60-метровой террасы залегают в озерно-болотных вкладках (см. рис. 4), венчающих ее разрез.

Темно-серые суглинки, вмещающие жилы, имеют косо-сетчатую ромбовидную среднешлировую криогенную текстуру. Их мощность достигает 9-12 м (эту толщу в большинстве работ называют «серый слоистый лёсс» и часто датируют зырянским возрастом, т.е. более чем 50-60 тыс. лет назад ^[5]). Сверху суглинки перекрыты 2-метровым слоем палевой супеси («бурый неслоистый лёсс», по мнению ряда авторов, имеющий сартанский возраст, т.е. около 25-10 тыс. лет), иногда отделенной от суглинка прослоем торфа или сильно гумусированного суглинка с растительными остатками, мощностью до 0,5 м (которые например Ю. В. Кузнецов ^[5] датирует каргинским временем, т.е. около 40-25 тыс. лет). Надо сказать, что Ю. В. Кузнецовым криолитологическое строение четвертичных отложений Мамонтовой Горы изучено очень обстоятельно, однако возрастные привязки, проведенные им, схематичны и слабо обоснованы.

Непосредственно под торфом или под палевой супесью (бурым лёссом) залегают головы ледяных жил (в отдельных случаях торф над ледяными жилами располагается в виде грунтовых клиньев высотой до 0,5 м, шириной до 1 м, непосредственно причленяющихся к ледяным жилам или внедряющихся в них), достигающих высоты 5 м, при ширине в верхней части до 1 м. Столь значительные размеры побудили исследователей считать их сингенетичными вмещающим темно-серым суглинкам. Ю. В. Кузнецову ^[5] довелось встретить два яруса повторно-жильных льдов.

Первый представлен жилами, залегающими в бурых лёссах, вклинивающихся в серые, шириной поверху 1,2-1,5 м и высотой до 4,5 м (эпигенетических по его мнению). Второй ярус жил – в слоистых серых лёссах, жилы достигают ширины 3,5 м. Нам эта цифра, приводимая Ю. В. Кузнецовым, кажется завышенной, скорее всего он описал нефронтальный срез жил (ранее такая же ошибка была совершена В. С. Хоревым, указавшим, что жилы имели ширину более 7 м ^[6]).

Радиоуглеродное датирование органики из вмещающих отложений и из ледяных жил

Первоначально на основании множества датировок по древесине из этих суглинков в диапазоне от 35 до 46 тыс. лет ^{[6, 7]} накопление суглинков и жил в них было датировано временем старше 30 тыс. лет.

По сборам А. А. Свиточа и А. И. Шлюкова выполнены радиоуглеродные определения по древесине из суглинков (рис. 5). На глубине 8,0 м (ниже подошвы бурых суглинков) получена дата 44000 ± 1900 лет (МГУ-ИОАН-121), на глубине 3,0 м – 40600 ± 550 лет (МГУ-ИОАН–56), а между ними 26,8 тыс. лет. Налицо явные признаки переотложения древесного материала.

Певе Трой во время экскурсии также отобрал образцы на ¹⁴С и датировал их в лаборатории Смитсоновского института ^[7]: с глубины 1,0 м получена дата 415 ± 40 лет (SI–1968), с глубины 5,0 м – 42150 ± 3700 лет SI–1965), с глубины 8,0 м – 46700 ± 1500 лет (SI–1972). Конечная датировка с глубины 4,0 м – 4020 ± 150 лет – получена по сборам М. С. Иванова. Две датировки из суглинков с глубин более 10 м – запредельны; так же запредельными является пять датировок из подстилающих суглинки песков.

Ю.К.Васильчук (по сборам 1985 г.) получил две позднеплейстоценовые даты: по обломкам древесины на глубине 2,6 м на – 35000 ± 400 лет (ГИН-4604), а на глубине 8,0 м 38400 ± 500 лет (ГИН–4603), а вот из прослоя автохтонного торфа, залегающего на контакте серого и бурого суглинков на глубине 2 м получена (рис. 5) голоценовая дата 4800 ± 40 лет (ГИН–4607).

Рис. 5. Радиоуглеродные датировки органики из вмещающих отложений в позднеплейстоценовом полигонально-жильном массиве в верхней части разреза Мамонтова Гора на Алдане и повторно-жильных льдов в ней и изотопно-кислородная диаграмма по льду жил. По Yu.Vasil’chuk, A.Vasil'chuk ^[10]: 1 – супесь; 2 – торф; 3 – суглинок; 4 – повторно-жильный лед; 5 – точки отбора образцов органики из вмещающих жилы отложений на радиоуглеродный анализ в 1985 г.

На основании этого Ю.К.Васильчук предположил ^[2], что и возраст жил скорее голоценовый, хотя заметно изотопически отрицательные значения δ¹⁸О (в основной – верхней части жил в среднем –28,5 ‰ ^[2], тогда как на пойме Алдана в современных жилках δ¹⁸О составляет –26,3 и –25,1‰) серьезно противоречили этому. В тоже время в хвостах жил в озерных вкладках было получено несколько очень высоких значений δ¹⁸О до –16,5‰, которые обогащены континентальными солями – более 400 мг/л ^[3].

Прямое радиоуглеродное датирование микровключений органики из жил методом AMS ^[8] опровергло обе точки зрения: и то что жилы древнее 30 тыс. лет, и то, что они голоценовые. Полученные семь датировок (рис. 6) в диапазоне 17-19 тыс. лет назад указывают на то, что жилы моложе 20, но старше 10 тыс. лет.

Интересно, что одной из первых из суглинков на глубине 5,5 м была получена дата 26 800 ± 600 лет (МГУ-ИОАН-44), однако ее сочли омоложенной вследствие плохой сохранности древесины ^{[6, стр. 163]}. В свете новых полученных дат она представляется более близкой к истинному времени накопления суглинков, хотя и несколько более древней, так как, скорее всего, почти вся древесина в этих суглинках переотложена ручьями из более древних позднеплейстоценовых осадков.

Ревизия всех полученных к настоящему времени датировок разреза озерно-болотной линзы на 50-60-метровой террасе дает основание считать возраст жил позднеплейстоценовым и датировать время их образования от 13 до 19 тыс. лет ^[9].

Конечно, нельзя утверждать, что жильный комплекс Мамонтовой Горы уже датирован с полной определенностью, пока даже не получен определенный ответ на вопрос о сингенетичности жил и вмещающих отложений.

Рис. 6. Изотопно-кислородная диаграмма, радиоуглеродные датировки вмещающих отложений и AMS-датировки льда в позднеплейстоценовом полигонально-жильном массиве в верхней части разреза Мамонтова Гора на Алдане и повторно-жильных льдов в ней и изотопно-кислородная диаграмма по льду жил. По Yu.Vasil’chuk et al. ^[8]: 1 – супесь; 2 – торф; 3 – суглинок; 4 – повторно-жильный лед; 5 – точки отбора образцов органики из вмещающих жилы отложений на радиоуглеродный анализ в 1985 г.; 6 – точки отбора образцов из ледяных жил на AMS радиоуглеродный анализ в 1985 г. и датировки выполненные в Сеульском национальном университете; 7 – точки отбора образцов на изотопно-кислородный анализ: а – из ледяных жил, б – из шлиров текстурного льда

Дальнейшее датирование жил из этого разреза должно, как нам представляется, ответить на эти и другие вопросы этого интересного криогенного феномена.

Изотопно-кислородный и изотопно-водородный состав жил и вмещающих их отложений

Одни из первых изотопных определений позднеплейстоценовых жил Мамонтовой Горы выполнены Ю.К.Васильчуком ^{[2, 3]} из единой ледяной жилы, высотой около 7 м, показанной на рис. 4, б, которая на момент отбора была полностью вскрыта. Значения δ¹⁸О по профилю ледяной жилы широко варьируют (табл. 1).

В хвостовой части жилы в интервале глубин 6,0-7,6 м значения δ¹⁸О колеблются от –22,7 до –16,5‰. Надо сказать, что и минерализация в этой части жилы наибольшая, содержание сухого остатка здесь, как правило, больше 400 мг/л. Наибольшим здесь является и содержание органики. Выше распределение значений δ¹⁸О становится более однородным и варьирует от –29,4 до –25,9 ‰ (см. рис. 6). В пяти образцах, отобранных по горизонтали на одной глубине (5,1 м), изменение величин δ¹⁸О составило от –28,4 до –25,9‰. Для понимания этих изменений были выполнены изотопно-кислородные определения во льду современного жильного ростка на пойме, где значения δ¹⁸О изменяются от –26,3 до –25,1 ‰ и в жиле на пойме ниже сезонно-талого слоя, здесь значения δ¹⁸О варьируют от –25,1 до –24,9 ‰.

В шлирах сегрегационного льда на глубине 6,0–6,1 м значения δ¹⁸О составили – 17,7‰ и –15,6 ‰. Для сравнения укажем, что в современных сегрегационных льдах в подошве сезонно-талого слоя на пойме р. Алдан величина δ¹⁸О составляет – 21,4‰. Вода реки Алдан (–17,7 ‰) несколько изотопически легче старично-озерной (–16,8‰) и близка к воде ручья Aппa (–17,8 ‰). Изотопные данные указывают на близкие значения δ¹⁸О в современных ростках и в основной массе ледяных жил в серых лёссовидных суглинках, а колебания величин δ¹⁸О в последних в область более тяжелых значений можно интерпретировать как преимущественное питание льда жил болотной водой на этапе их зарождения. Более легкие значения (в среднем на 2-3 ‰ легче современных) во льду жил объясняются, как нам представляется, несколько более суровыми зимами (в среднем на 2-4 °С более холодных) второй половины голоцена.

Вообще вся совокупность изотопно-палеогеокриологических и палеогеографических данных в жильном комплексе 50-60-метровой террасы с большой определенностью свидетельствует в пользу несколько более позднего формирования ледяных жил по отношению к вмещающим серым суглинкам, генезис самих серых суглинков, наиболее вероятно, озерный. Мы не исключаем даже старично-озерное происхождение, если представить, например, что в конце плейстоцена или в начале голоцена ручей Aппa, или его аналог, протекал по поверхности как 70-80-метровой так и 60-метровой а возможно и более низких террас вкрест своему современному течению.

Таблица 1. Вариации значений δ¹⁸О в повторно-жильных льдах 50-60-метровой террасы Мамонтовой горы. По Ю.К.Васильчуку ^[3]

Тогда вполне объяснимы и близость радиоуглеродных датировок, полученных в серых суглинках, на разных геоморфологических уровнях и бобровые плотины, которые, вполне вероятно, строились на стадии обмеления ручья. Хотя на первых этапах ручей и не был активен, течение в нем было очень медленным его даже скорее можно рассматривать как цепь соединяющихся между собой озер. Обмеление ручья (или цепи озер) можно сказать с прорывом одного из озер в реку рядом, в том месте, где сейчас располагается русло ручья Aппa. Нет ничего невероятного в том, что ручей за несколько тысяч лет «пропилил» в песчаных мерзлых породах, легко поддающихся эрозии, узкую долину глубиной более 40 м. С этапом осушения цепи озер связывается и накопление торфа на поверхности серых суглинков около 5 тысяч лет назад, и начало их промерзания, сопровождавшегося формированием ледяных жил. Источник накопления серых суглинков в субаквальных условиях, а позднее бурых суглинков в субаквально-субаэральных условиях (на поверхности обводненных полигонов) назвать сейчас трудно. Однако мы полагаем, что одной из причин этого был активный перенос местного песка, несколько измельченного в процессе криогенеза в условиях резкоконтинентального климата заключительных этапов периода голоценового «оптимума».

В 2016 г. Д.Г.Шмелевым и М.Ю.Чербуниной было осуществлено дополнительное опробование ледяных жил в обнажении 50-метровой террасы на изотопный анализ. Ими описаны: в верхней 5-м части разреза – суглинки, темно-серые и черные, с толстошлировой криотекстурой, с включениями органики и прослоев торфа, содержащие узкие повторно-жильные льды, высотой до 3 м; ниже залегает 10-метровая толща позднеплейстоценовых серых и темно-серых суглинков с массивной криотекстурой, с включениями растительных остатков, содержащих повторно-жильные льды шириной до 3-4 м, высотой до 8 м. Суглинки подстилаются песками и галечниками, содержащими псевдоморфозы. В термоцирках были детально опробованы фрагменты двух позднеплейстоценовых жил (рис. 7-9) и двух голоценовых жил и одной современной жилы на пойме правого берега р. Алдан (рис. 10).

Данные по распределению коэффициента криогенной контрастности в образцах Мамонтовой Горы, согласно расчетам Д.Г.Шмелева, свидетельствуют о том, что вмещающая ледяные жилы толща позднеплейстоценовых суглинков формировалась при постепенном уменьшении роли криогенеза в преобразовании минерального состава по сравнению с толщей подстилающих песков (вмещающих псевдоморфозы по ледяным жилам) предположительно плейстоценового и неогенового возраста. Минеральный состав суглинков над ледяными жилами напротив демонстрирует усиление роли криогенеза по сравнению с вмещающими отложениями. Для неогеновых песков полученные значения ККК варьируют от 0,7 до 1,05, для плейстоценовых песков - от 0,4 до 4,1 (минимальные значения характерны для отложений, заполняющих псевдоморфозу, максимальные - для вмещающих песков около вытаявшей жилы), в позднеплейстоценовых суглинках - от 1,3 в нижней части до 0,4 в верхней части суглинков), в суглинках над жилой (покровный слой) - 1,06. По минеральному составу также можно отметить наличие большого количества эпидота и кальцита для позднеплейстоценовых суглинков, в то время как в подстилающих песках неогенового и плейстоценового возраста преобладают пирит, магнетит, сидерит, хризотол, которые отсутствуют в верхних суглинках.

Рис. 7. Геокриологический разрез через реку Алдан в районе 50-ти метровой террасы обнажения Мамонтова Гора: 1 – сезонно-талый слой; 2 – льдистые темно-серые суглинки – покровный слой; 3 – льдистые темно-серые, черные суглинки с включением органики и толстошлировой криотекстурой; 4 – повторно-жильный лед, молочно-белый; 5 – повторно-жильный лед, мутный; 6 – суглинок с массивной криотекстурой, серый и темно-серый; 7 – торфяники; 8 – пески от средних до крупных; 9 – галечники с прослоями песков крупных, разнозернистых; 10 – включения органики (растительные остатки); 11 – остатки древесины; 12 – место отбора проб; 13 – галечник и валуны; 14 – псевдоморфозы; 15 – литологическая слоистость; 16 – образец на ¹⁴С датирование (возраст 39590 ± 300 лет); 17 – профили отбора образцов на изотопный анализ летом 2016 года

Рис. 8. Отбор образцов из позднеплейстоценовых повторно-жильных льдов в разрезе Мамонтова Гора. Фото М.Ю.Чербуниной

Рис. 9. Голоценовые и позднеплейстоценовые повторно-жильные льды (красной линией показан профиль отбора образцов из жил верхнего яруса – проблематичного возраста: голоценовых, или позднеплейстоценовых) в разрезе Мамонтова Гора, точки 5 (а) и 6 (б). Фото Д.Г.Шмелева

В распределении величин δ¹⁸O (рис. 11, а) и δ²H (рис. 11, б) в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора (точка 3) по вертикали зафиксировано снижение значений от –25 до –28 ‰ для δ¹⁸O и от –192 до –223 ‰ для δ²H. При этом следует отметить в целом более высокие значения изотопного состава в этой жиле – в среднем на 3‰ по δ¹⁸O и на 10-15 ‰ по δ²H – по сравнению с расположенной рядом жилой в точке 2 (рис. 12).

Рис. 11. Распределение значений δ¹⁸O (а) и δ²H (б) в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора (точка 3) по вертикали

Рис. 12. Строение разреза (а) и распределение величин δ¹⁸O (б, в) и δ²H (г, д) в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора (точка 2): 1 – суглинок; 2 – жильный лед молочно-белого цвета; 3 – жильный лед мутный; 4 – торф и растительные остатки; 5 – точки отбора образцов жильного льда на изотопный анализ. Распределение значений δ¹⁸O в ПЖЛ: б – по горизонтали на глубине 2 м и 3 м; в – по вертикали, распределение значений δ²H в ПЖЛ: г – по горизонтали на глубине 2 м и 3 м; д – по вертикали

В распределении величин δ¹⁸O (см. рис. 12, б, в) и δ²H (см. рис. 12, г, д) в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора (точка 2) отмечено, что вариации значений δ¹⁸O во льду при отборе по горизонтали и вертикали составляли около 3 ‰ – от –27,9 до –31‰, вариации значений δ²H составили около 20 ‰ по горизонтали – от –215 до –237 ‰ и 26 ‰ по вертикали – от –205 до –231‰. При этом отмечена явная тенденция повышения δ¹⁸O и δ²H с глубиной и в левой краевой части жилы (см. рис. 12, б-д).

Соотношение значений δ¹⁸O и δ²H в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора в точке 2 по горизонтали на глубине 2 м и 3 м (рис. 13, а, б) имеет коэффициент 8,5 и 8,9, что соответствует значениям для атмосферных осадков. Соотношение значений δ¹⁸O и δ²H во льду, отобранном по вертикали, имеет коэффициент 7,3 (см. рис. 13, в), что возможно указывает на то, что на некоторых этапах в формировании жилы принимали участие воды, подвергавшихся незначительному испарению.

Оценивая соотношение значений δ¹⁸O и δ²H в позднеплейстоценовых ледяных жилах в точках 2 и 3 можно отметить, что жила в точке 2, наиболее вероятно, формировалась из зимнего снега, с незначительным участием поверхностных вод (ручья или болота), т.к. коэффициент соотношения δ¹⁸O-δ²H для всех образцов льда составляет 8,18 (рис. 14, а); ледяная жила в точке 3, по льду которой получен коэффициент соотношения δ¹⁸O-δ²H 6,6 (рис. 14, б), возможно, формировалась с заметным участием, как поверхностных вод, так и испарившихся вод (сезонно-талого слоя или болотных вод из полигональной ванны). Подтверждением этому могут быть и более высокие значения изотопного состава, которые отражают смешение зимнего снега и летних осадков.

Рис. 14. Соотношение величин δ¹⁸O и δ²H в позднеплейстоценовой ледяной жиле в обнажении 50-метровой террасы разреза Мамонтова Гора: а – по всем образцам из точки 2, б – по всем образцам из точки 3

В голоценовых ледяных жилах в обнажении высокой поймы на правом берегу р.Алдан (рис. 15, а) значения δ¹⁸O и δ²H заметно более высокие, по сравнению со значениями для льда позднеплейстоценовых ледяных жил: значения δ¹⁸O варьировали от –23 до –26 ‰, значения δ²H – от –177 до –195 ‰ (рис. 15, б, в).

Это даже несколько выше, чем в современных жилках на пойме р.Алдан, при этом отмечена тенденция повышения изотопных значений сверху-вниз. Коэффициент соотношения величин δ¹⁸O и δ²H равен 7,2 (рис. 15, г), что близко соответствует атмосферному происхождению льда, при этом указывая на незначительное участие вод неатмосферного происхождения (речных, болотных).

Д.Г.Шмелевым и М.Ю.Чербуниной в 2016 г в районе оз. Сырдах также были опробованы позднеплейстоценовые жилы. В пределах аласа в стенке оврага в темно-серых льдистых суглинках вскрыты фрагменты ледяных жил (рис. 16). Ранее отмечались более масштабные вскрытия ледяных жил в этом районе (рис. 17).

Рис. 16. Крупная позднеплейстоценовая ледяная жила в обнажении в районе оз.Сырдах по которой выполнено основное опробование. Фото Д.Г.Шмелева

Рис. 17. Позднеплейстоценовые ледяные жилы в обнажении на оз.Сырдах: а – из P.Melnikov, A.Pavlov ^[11], б – из A.Séjourné et al. ^[12]

Голова жил перекрыта слоем суглинка с включениями органики. Из перекрывающих льдистых коричнево-серых суглинков, залегающих непосредственно над головой жилы, была получена ¹⁴С датировка 9430 ± 30 лет.

Оценивая соотношение значений δ¹⁸O и δ²H во льду позднеплейстоценовой жилы в обнажении на озере Сырдах, следует отметить довольно низкий коэффициент, равный 6,3 (рис. 18), что возможно, отражает сравнительно постоянное участие в формировании льда жилы вод, подвергавшихся испарению.

Рис. 18. Соотношение величин δ¹⁸O и δ²H во льду позднеплейстоценовой жилы в обнажении на оз.Сырдах

Были отобраны образцы льда, как по горизонтали, так и по вертикали (вдоль линий отбора образцов 16-22 и 30-38). Вариации значений δ¹⁸O по горизонтали составили от –29,2 до –32,5 ‰ (на глубине 0,5 м) и от –30,5 до –31,5 ‰ (на глубине 1,2 м). По вертикали величины δ¹⁸O изменялись в узком диапазоне – от –30 до –31,8 ‰ (рис. 19).

Рис. 19. Позднеплейстоценовая ледяная жила (а) в обнажении на оз.Сырдах (соответствует рис. 16) и распределение величин δ¹⁸O по горизонтали на глубине 0,5 и 1,2 м (б) и по вертикали вдоль линий отбора образцов 16-22 и 30-38 (г) и δ²H – по горизонтали (в) и вертикали (д). 1 – суглинок; 2 – жильный лед; 3 – торф и растительные остатки; 4 – точки отбора образцов жильного льда на изотопный анализ

Значения δ²H варьировали по горизонтали от –235 до –249 ‰ (на глубине 0,5 м) и от –240 до –244 ‰ (на глубине 1,2 м, рис. 20, в); по вертикали отмечены вариации величин δ²H от –240 до –247‰ (образцы 16-22) и от –239 до –245‰ (образцы 30-38, см. рис. 19, д). Можно отметить, что вариации значений δ¹⁸O во льду жилы на оз.Сырдах составили около 3‰ для δ¹⁸O, что соответствует диапазону вариаций изотопных значений в позднеплейстоценовых и голоценовых жилах комплекса Мамонтовой Горы. Значения δ²H варьировали в более узком диапазоне – 10-12 ‰.

Дискуссия

Работы, выполненные немецкими и российскими исследователями на разрезе Мамонтова Гора, показали, что значения δ¹⁸O в ледяных жилах варьируют от –28,5 до –31,5 ‰ ^[6], а ранее, как уже сказано, Ю.К.Васильчуком получены данные о более широком диапазоне вариаций величин δ¹⁸O от –25,9 до –29,2‰ в верхней части жилы, и от –16.5 до –22,7‰ в высокоминерализованном "хвосте" жилы ^[3].

Изотопный состав ледяных жил в окрестностях оз. Сырдах и рядом расположенного оз.Улахан Сырдах исследован С. Поппом и др. ^[13]. Ширина вскрытых ледяных жил по их описаниям достигает 2-3 м. Их вертикальная мощность варьирует от 0,8 до 2,3 м, но предположительно, достигает 10 м. По органике, отобранной из плейстоценовой жилы в обнажении на оз.Сырдах с помощью AMS получена ¹⁴С дата 21710 ± 680 лет (KIA-26367). органика из ледяных жил на оз.Улахан Сырдах датирована в 13110 ± 680 лет и 3755 ± 30 лет. Среднее значение δ¹⁸O льда жил составляет –31,3 ‰ на озере Улахан Сырдах и –30,8 ‰ на озере Сырдах. Эти значения, так же как и их малый разброс, очень близки к изотопным значениям, полученным на Мамонтовой горе. Тем не менее, можно отметить, что позднеплейстоценовые ледяные жилы, исследованные на оз.Сырдах, характеризуются в целом более низкими величинами δ¹⁸O и более узким диапазоном вариаций, по сравнению с позднеплейстоценовыми жилами разреза Мамонтовой Горы.

Полученные значения содержания тяжелых изотопов в позднеплейстоценовых и голоценовых повторно-жильных льдах позволяют оценить зимние температуры с использованием хорошо известной зависимости, предложенной Ю. К. Васильчуком ^{[7, 14]}. Среднезимние температуры воздуха большую часть периода формирования позднеплейстоценовых ледяных жил Мамонтовой Горы находились в диапазоне от –28 до –31 °С, среднеянварские температуры достигали –42, –46 °С (табл. 2), в районе оз.Сырдах зимние условия были немного более суровыми: среднезимние температуры воздуха варьировали в основном от –30 до –32 °С, среднеянварские температуры достигали –44, –48 °С. В голоцене среднезимние температуры были выше: от –24 до –28 °С, среднеянварские – от –36 до –42 °С.

Таблица 2. Среднеянварские температуры воздуха в Центральной Якутии 12-16, 18-20, 22-24 и 28-30 тыс. лет назад и сопоставления с современными значениями (по Ю.К.Васильчуку ^{[4, 15]} с уточнениями)

Низкие значения δ¹⁸O во льду жил (на 2–3 ‰ легче современных), по-видимому, объясняются несколько более суровыми (на 2–4 ^оС) зимами.

Работы, выполненные немецкими исследователями на этом опорном разрезе в 2004-2005 гг. во многом подтвердили данные наших изотопных исследований 20-летней давности. Значения δ¹⁸O в ледяных жилах позднеплейстоценового полигонально-жильного массива разреза Мамонтова Гора по их данным варьируют от –29 до –31,5‰ (рис. 20, а), тогда как в голоценовых жилах на пойме Алдана и в озерных отложениях они варьируют в основном от –24 до –28,5 ‰ (рис. 20, б, в, г).

Привлекает внимание хорошее соответствие изотопно-кислородного и дейтериевого соотношения в дождевых водах и в снеге в долине р.Алдан ^[13] и их близкое положение относительно региональной линии атмосферных осадков, хотя коэффициент для дождя 6,34, а для снега 7,66 несколько меньше аналогичного коэффициента, полученного Х.Крейгом для глобальных атмосферных осадков – 8,0. Вероятно, здесь сказывается континентальность центральноякутского климата.

Анализируя результаты палинологического (А. М. Лисун, Л. Л. Гончарова) и палеоботанического (И. А. Шилкина) анализов серого и бурого лёссов Б. С. Русанов ^[16] приходит к выводу, что в палеоботаническом отношении они неразличимы. Спорово-пыльцевые спектры представлены как спектрами редкостойной тайги с преобладанием пыльцы лиственниц с участием сосны сибирской, кедрового стланика и берёзы, так и спектрами тундрового и лесотундрового типа с доминированием пыльцы ольховника, осок, злаков, гидрофильных трав. Показательно участие в спектрах спор зеленых мхов, плаунка сибирского и разных видов плаунов. Колебания содержания спор и пыльцы, травянистых растений связаны, прежде всего, с изменением фациальных условий.

Надо сказать, что спорово-пыльцевые определения по разрезу Мамонтовой Горы в целом, и по супесям верхней части 50-60-метровой террасы в частности, выполнялись целым рядом палинологов: А. М. Лисун, Л. Л. Гончаровой, Т. Д. Боярской, Н. Ф. Тирской и другими.

Вероятно, сопоставление этих данных представляет собой интересную самостоятельную задачу. Здесь же скажем, что результаты определений разных авторов слабо коррелируют между собой, причиной чего помимо разновременности отбора образцов мы считаем и различие в местах сбора, которые ввиду большой протяженности 50-60-метровой террасы трудно сопоставлять между собой. К числу таких примеров можно отнести, например, обилие мелких форм пыльцы березы по анализам А. М. Лисун в ^[16] и их отсутствие у Т. Д. Боярской в ^[6].

Рис. 20. Диаграммы соотношения величин δ¹⁸O – δ²H в ледяных жилах в позднеплейстоценовом полигонально-жильном массиве в верхней части разреза Мамонтова Гора (а) и в голоценовых жилах в долине р.Алдан: а – жила возрастом около 7,5 тыс. лет, а – жила возрастом около 2,3 тыс. лет, а – жила возрастом около 1,1 тыс. лет. По S.Popp et al. ^[13]

Общим, пожалуй, для всех диаграмм является значительное количество спор, особенно зеленых мхов и, как правило, невысокое содержание пыльцы древесных пород: у Т. Д. Боярской – менее 10%, в монографии Ю. П. Барановой и др. ^[17] – единичные экземпляры. Это обстоятельство тем примечательно, что мамонтогорские супеси датированы именно по находкам макроостатков древесины, возможно нередко переотложенной, особенно, если учесть, что в подстилающих лёссовидные суглинки песках пыльца древесных доминирует в палиноспектрах. Правда, Б. С. Русанов указывает на находки шишек даурской лиственницы, но радиоуглеродное датирование по ним не проводилось. Пыльцевые данные, полученными нами из льда жил, очень бедны. Проанализировано всего 2 отрезка с небольшим количеством зерен. Поэтому они могут рассматриваться только как ориентировочные. Основную часть спектров составляет пыльца карликовой березы и недоразвитые пыльцевые зерна двудольных трав с участием лютиковых. В одном из образцов несколько больше спор и пыльцы полыни, в другом – заметнее участие пыльцы маревых. Как видно из приведенного материала, палинологическая характеристика льда жил отличается от палиноспектров вмещающих пород, что нам представляется закономерным следствием преимущественного зимне-весеннего накопления пыльцы в жилах. Для понимания генезиса лёссовидных суглинков очень важна описанная Б. С. Русановым ^[16] на контакте серого и бурого лёсса погребенная бобровая плотина с характерными погрызами, с остатками крылышек водяного жука, водяного ореха и камыша. Ю.К.Васильчуку довелось встретить в бурых лессах обломки рога оленя, Б. С. Русанов встретил кости черепа мамонта, лошади, бизона, овцебыка и рога лося. А. К. Агаджанян указывает, кроме того на находку зуба лемминга, им также упоминается находка погребенной бобровой плотины ^[6].

Для многолетнемерзлых отложений Мамонтовой Горы, вмещающих сингенетические повторно-жильные льды характерно содержание большой группы микроорганизмов, а также грибов ^[18].

Выводы

1. Среднезимние температуры воздуха большую часть периода формирования позднеплейстоценовых ледяных жил Мамонтовой Горы находились в диапазоне от –28 до –31 °С, среднеянварские температуры достигали –42, –46 °С.

2. В районе оз.Сырдах зимние условия были немного более суровыми: среднезимние температуры воздуха изменялись в основном от –30 до –32 °С, среднеянварские температуры достигали –44, –48°С.

3. В голоцене среднезимние температуры были выше и варьировали от –24 до –28 °С, а среднеянварские – от –36 до –42 °С.